falha de transferÊncia de caritÁ: o significado …

FALHA DE TRANSFERÊNCIA DE CARITÁ:

O SIGNIFICADO TECTÔNICO NO

RIFTE DO RECÔNCAVO-TUCANO-JATOBÁ, NE BRASIL

FUNDAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DE OURO PRETO

Reitor

Dirceu do Nascimento

Vice-Reitor

Marco Antônio Tourinho Furtado

Pró-Reitor de Pesquisa e Pós-Graduação

Newton Souza Gomes

ESCOLA DE MINAS

Diretor

Antônio Gomes de Araújo

Vice-Diretor

Antenor Barbosa

DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA

Chefe

Cézar Augusto Chicarino Varajão

iii

EVOLUÇÃO CRUSTAL E RECURSOS NATURAIS

iv

CONTRIBUIÇÕES ÀS CIÊNCIAS DA TERRA – VOL. 08

DISSERTAÇÃO DE MESTRADO Nº 220

FALHA DE TRANSFERÊNCIA DE CARITÁ:

O SIGNIFICADO TECTÔNICO NO

RIFTE DO RECÔNCAVO-TUCANO-JATOBÁ, NE BRASIL

Dabylson Victor Farias Vasconcellos

Orientador Caroline Janette Souza Gomes

Co-orientadores Luciano Portugal Magnavita e Nivaldo Destro

Dissertação apresentada ao Programa de Pós-Graduação em Evolução Crustal e Recursos Naturais do

Departamento de Geologia da Escola de Minas da Universidade Federal de Ouro Preto como requisito

parcial à obtenção do Título de Mestre em Ciências Naturais, Área de Concentração:

Geologia Estrutural/Tectônica.

OURO PRETO

2003

v

Universidade Federal de Ouro Preto – http://www.ufop.br

Escola de Minas - http://www.em.ufop.br Departamento de Geologia - http://www.degeo.ufop.br/ Programa de Pós-Graduação em Evolução Crustal e Recursos Naturais Campus Morro do Cruzeiro s/n - Bauxita 35.400-000 Ouro Preto, Minas Gerais Tel. (31) 3559-1605, Fax: (31) 3559-1606 e-mail: [email protected] Os direitos de tradução e reprodução reservados. Nenhuma parte desta publicação poderá ser gravada, armazenada em sistemas eletrônicos, fotocopiada ou reproduzida por meios mecânicos ou eletrônicos ou utilizada sem a observância das normas de direito autoral. ISSN 85-230-0108-6

V331f Vasconcellos, Dabylson Victor Farias.

Falha de transferência de caritá [manuscrito]: o significado tectônico no Rifte do Recôncavo - Tucano - Jatobá, NE Brasil. / Dabylson Victor Farias Vasconcellos. – 2003. xvii, 66f.: il. color., mapas (Contribuições às Ciências da Terra. Série M, v. 8, n. 220). Orientadora: Profª Drª Caroline Janette Souza Gomes. Co-Orientador: Prof. Luciano Portugal Magnavita. Co-Orientador: Prof. Nivaldo Destro.

Dissertação (Mestrado) – Universidade Federal de Ouro Preto. Escola de Minas. Departamento de Geologia. Programa de pós-graduação em Evolução Crustal e Recursos Naturais. Área de concentração: Geologia Estrutural / Tectônica.

1. Falhas (Geologia) - Teses. 2. Falhas de transferência (Geologia) - Teses. 3. Geologia estrutural - Recôncavo (BA) - Teses. 4. Bacias (Geologia) - Teses. I. Universidade Federal de Ouro Preto. Escola de Minas. II. Título. CDU: 551.243(813.8)

Catalogação: [email protected]

vi

mailto:[email protected]

Para: Lorena, Marina, Alessandra,

Thyara, Luan e George.

vii

Agradecimentos

Expresso aqui meus sinceros agradecimentos às seguintes pessoas e instituições:

Aos meus familiares, especialmente minhas tias Líbia e Ruth, aos meus pais Alexandre e

Adenir, carinhosamente ofereço o meu muito obrigado.

Ao convênio Petrobras/Ufop, pela possibilidade de realização do curso de mestrado.

Aos orientadores Profa. Dra. Caroline Janette Souza Gomes pelo incentivo e discussão do

trabalho; ao Dr. Luciano Portugal Magnavita pela sugestão do tema, apoio e discussões e ao Dr.

Nivaldo Destro pelo constante incentivo, entusiasmo contagiante e pelas estimulantes discussões no

campo e durante a confecção da tese.

À Hortência Viana de Azevedo, Nair Soares Martins do Nascimento, Gilberto Andrade Lopes

e Marluce Borges, o meu eterno agradecimento.

Aos geólogos Renato Pimenta de Azevedo, Sandro Rosito Mércio, Luiz Alberto Santos, Maria

Alice do Nascimento Aragão, Antônio Admilson Peraro, pelo incentivo.

Aos geólogos Rangel Borges dos Santos Filho, Isabela Pereira Moreira Santos, Antônio

Fernando Menezes Freire, Robson Witzcs, Fernando Taboada Fontes, Gilmar Vital Bueno, Arthur

Dutra, Nelson Carvalho e Nelson Alberto Tesch pelo incentivo e companheirismo nos momentos mais

difíceis.

Aos colegas Anderson, Cristiane Castaneda e Tunico, Carla, Heitor, Ricardo Decker,

Celestino, Vitalino, Marcus Hoerlle, João Marinho, Romero, Chicão, Plínio, Rúbia, Valdomiro,

Alexandre, Anselmo e Tolentino pelo agradável convívio ao longo do curso de mestrado.

Às colegas da Petrobras/Gelab (Bahia), Soninha, Mirian e Rita Koga pelo apoio dispensado.

Aos colegas da Petrobras/Geodésia (Bahia), Gilson, Luis Alberto, Ezaú, Brasileiro, Carvalho,

Filgueiras, João Mário, Raimunda, Paulo, Valdo, Valdemir, Vinícius e Walter, pelo apoio,

compreensão e estímulo que foram fundamentais na reta final desta dissertação.

Aos colegas da Petrobras/Cenpes, João Cláudio, Rizzo, Peter Szatmari, Saracchini, Pelon,

Françolin, Palermo, Faccion, Elenice, Daniel, Sebastião, Vanda e Cleber, por todo o apoio dispensado.

Aos professores e funcionários da Ufop/Degeo, a minha eterna gratidão.

Agradeço, de coração, àquelas pessoas que direta ou indiretamente contribuíram para a

realização deste trabalho e que, por ventura, não tenham sido aqui mencionadas.

ix

Sumário

AGRADECIMENTOS ..........................…..............................…........................................................ ix

LISTA DE FIGURAS ......................................................................................................................... xiii

RESUMO .................................................................................................…........................................ xv

ABSTRACT ...............................................................................................…......................................xvii

CAPÍTULO 1. INTRODUÇÃO ......................................................................................................... 01

1.1. Apresentação e justificativa do estudo realizado ........................................................................... 01

1.2. Objetivos .......................................................................................................…............................. 02

1.3. Método de trabalho ........................................................................................................................ 02

1.4. Localização e acesso à área de estudo ........................................................................................... 02

1.5. Elaboração da Dissertação ............................................................................................................. 04

CAPÍTULO 2. CONTEXTO GEOLÓGICO .........................................…...................................... 06

2.1. Introdução ...................................................................................................................................... 06

2.2. Embasamento da bacia ................................................................................................................... 06

2.3. Estratigrafia e evolução tectônica ....................................................….......................................... 11

2.4. Arcabouço estrutural .......................................................…........................................................... 12

2.5. As falhas transversais ..................................................................................................................... 16

CAPÍTULO 3. RIFTES DISTENSIONAIS ...................................................................................... 21

3.1. Introdução .............................................................................................…..................................... 21

3.2. Anatomia dos riftes ........................................................................................................................ 20

3.3. As falhas transversais dos riftes ..................................................................................................... 26

3.4. Falhas de transferência .................................................................................................................. 28

3.4.1. Estruturas de revesamento ................................................................................................. 28

3.4.2. Zonas de acomodação ...........................……..................................................................... 28

3.4.3. Zonas de transferência ....................................................................................................... 29

3.4.4. Falhas de transferência .....................….............................................................................. 30

CAPÍTULO 4. ANÁLISE DE PALEOTENSÃO ............................................................................. 35

4.1. Introdução ...................................................................................................................................... 35

4.2. Métodos aplicados ......................................................................................................................... 35

4.2.1. Método Arthaud ................................................................................................................. 36

4.2.2. Método dos diedros retos ................................................................................................... 38

4.2.3. Método de Aleksandrowski ................................................................................................ 39

4.3. Determinação das paleotensões no Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá ....................................... 40

xi

CAPÍTULO 5. THE CARITÁ TRANSFER FAULT, RECÔNCAVO-TUCANO-JATOBÁRIFT, NE BRAZIL ………...............................................................................................……… 41

Abstract ...........................................................................................……………..............…….……... 41

5.1. Introduction .........................................................................….......…………….........…...……… 42

5.2. Geologic setting ................................…………..........................….............................…….......... 44

5.3. The Caritá Fault and associated structures ……....................…..……….………………........…. 48

5.3.1. The Caritá Fault ..................……...............……………..……………………................. 50

5.3.2. Conjugate faults and E-W-trending faults …..............................….....………..………... 53

5.4. Thel nature of the Caritá Fault .…………….………………………..……..…………….…...…. 56

5.5. Tectonic significance of the Caritá Fault .……....................................................………….......... 56

5.6. Conclusions ....................................................................................…............................................ 60

CAPÍTULO 6. CONCLUSÕES ......................................................................................................... 63

REFERÊNCIAS .................................................................................................................................. 65

xii

Lista de Figuras

CAPÍTULO 1

Figura 1.1. Mapa de localização do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá ............................................ 03

CAPÍTULO 2

Figura 2.1. Mapa do arcabouço estrutural do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá ............................. 06

Figura 2.2. Mapa de localização do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá sobre o Cráton São Francisco e a Província da Borborema .............................................................................. 07

Figura 2.3. Domínios Estruturais em torno do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá ........................... 08

Figura 2.4. Mapa do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá relacionado com o embasamento .............. 09

Figura 2.5. Mapa do segmento das falhas de borda do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá .............. 10

Figura 2.6. Carta estratigráfica do Tucano Sul-Central ....................................................................... 13

Figura 2.7. Carta estratigráfica do Tucano Norte-Jatobá ..................................................................... 14

Figura 2.8. Zona de Falha de Barrigató ............................................................................................... 15

Figura 2.9. Mapa tectônico simplificado das bacias do Tucano e Jatobá ............................................ 17

Figura 2.10. Mapa de anomalias gravimétricas do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá ..................... 18

CAPÍTULO 3

Figura 3.1. Mapa do rifteamento de Idade Alagoas entre a América do Sul e África ......................... 20

Figura 3.2. Modelos de rifteamento ..................................................................................................... 21

Figura 3.3. Mapa simplificado do arcabouço estrutural do lago Tanganica na África ....................... 22

Figura 3.4. Modelos de distensão continental ...................................................................................... 23

Figura 3.5. Falhas de borda neocomianas e seções transversais às bacias sedimentares .................... 24

Figura 3.6. Modelo de cantilever flexural ............................................................................................ 25

Figura 3.7. Modelo sinótico de rifteamento oblíquo tridimensional ................................................... 25

Figura 3.8. Principais estruturas transversais do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá ........................ 27

Figura 3.9. Bloco diagrama de uma estrutura de revezamento ............................................................ 28

Figura 3.10. Bloco diagrama de zonas de acomodação ....................................................................... 29

Figura 3.11. Bloco diagrama de zonas de acomodação ....................................................................... 30

Figura 3.12. Esquema de falhas de transferência em mapas e seções ................................................. 31

xiii

Figura 3.13. Bloco diagrama de uma falha normal e uma falha de transferência oblíqua ................... 32

Figura 3.14. Alternância entre blocos altos e baixos através de falhas de transferência ..................... 32

Figura 3.15. Principais falhas de transferência das bacias do Tucano e Jatobá .................................. 33

CAPÍTULO 4

Figura 4.1. Fraturas de cisalhamento e relacionamento entre fratura e o campo de tensões ............... 36

Figura 4.2. Relação entre tipo de falha e o elipsóide de tensão ........................................................... 37

Figura 4.3. Bloco diagrama mostrando o plano M, as estrias e os pólos da falha ............................... 40

CHAPTER 5

Figure 5.1. Major structures of the Precambrian basement adjacent to the Tucano-Jatobá Rift ……. 43

Figure 5.2. Simplified tectonic map to the top of the pre-rift in the Tucano-Jatobá Rift ………….... 45

Figure 5.3. Bouguer gravity map of the Tucano Rift ………………………………………………... 46

Figure 5.4. Geologic map of the Araticum Block ………………………………………………….... 47

Figure 5.5. Fault zone along the main Caritá Fault ……………………………………………….…. 48

Figure 5.6. Conjugate NS-trending Riedel and NE-trending Anti-Riedel fractures ……...…….…… 49

Figure 5.7. Structural map of the study area ………………………………………………………… 50

Figure 5.8. Equal-area lower-hemisphere synoptic stereograms of poles …………………………... 51

Figure 5.9. Conjugates fractures …………………………………………………………………….. 52

Figure 5.10. NW-trending fault plane bearing high rake slickenside striations …………………….. 53

Figure 5.11. Equal-area lower-hemisphere synoptic stereograms of slickensides striations ………... 54

Figure 5.12. Synoptic slip-linear plots …………………………………..……………….………….. 55

Figure 5.13. Diagram of the conjugate system of Riedel fractures for the Caritá Faults ….………... 57

Figure 5.14. Near-field stress states around the Caritá and Jeremoabo faults ……………….……… 58

Figure 5.15. Kinematic model for the study area …………………………………………………..... 59

xiv

Resumo

A falha de Caritá, localizada na Bacia do Tucano, nordeste do Brasil, representa uma

importante estrutura na evolução do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá. A partir da análise estrutural

detalhada com base, especificamente, em dados de campo, e apoiada em dados de subsuperfície, esta

falha revelou-se um exemplo clássico de falha de transferência.

O arcabouço estrutural do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá, formado sob regime

distensional, apresenta dois tipos de falhas transversais: falhas de transferência e as recém-estudadas

falhas de alívio.

A análise estrutural da Falha de Caritá, desenvolvida ao longo de aproximadamente 50km de

afloramentos, expostos no limite oeste do Bloco de Araticum, e no limite leste do Arco de Vaza-

Barris, mostrou tratar-se de uma falha de rejeito normal-dextral com direção NW-SE. Toda seqüência

rifte é afetada pela zona de falha, que expõe um consistente sistema conjugado de fraturas Riedel e

anti-Riedel, de direções N-S e NE-SW, respectivamente.

A análise dos paleotensores indica que as orientações de σ e σ1 3 são, respectivamente, 200° e

290o, e σ vertical, caracterizando um regime transcorrente. 2

Regionalmente, a Falha de Caritá liga dois semigrabens assimétricos opostos, os das bacias do

Tucano Central e Norte, evidenciados, respectivamente, pelos baixos de Cícero Dantas e Salgado do

Melão.

A falha de transferência de Caritá atuou com estreita interação, durante toda a fase rifte, com

duas outras estruturas de transferência, representadas pela Falha de Jeremoabo e pelo Arco do Vaza-

Barris.

xv

Abstract

The Caritá Fault, located in the Tucano Rift, northeast Brazil, represents an important structure

in the evolution of the Recôncavo-Tucano-Jatobá Rift. A detailed structural analysis, based mainly in

field data, but supported by subsurface data, revealed that the Caritá Fault is a classical example of

transfer fault.

The structural framework of the Recôncavo-Tucano-Jatobá Rift, formed under an extensional

regime, presents two types of cross-faults: transfer faults, and the newly termed release faults.

The structural analysis of the Caritá Fault, accomplished along 50 km of outcrops, exposed

along the western limit of the Araticum Block, and in the eastern limit of the Vaza-Barris Arch, shows

that this NW-trending fault is a dextral strike-slip fault, with local dextral-normal component of

displacement. All rift sequence is affected by the fault, which shows a strongly consistent system of

Riedel and Anti-Riedel fractures, oriented in the N-S and NE-SW directions, respectively.

A palestress analysis indicates that the maximum and minimum principal stresses (σ and σ1 3)

trend 200° and 290o, respectively, and σ vertical; thus, characterizing a strike-slip regime. 2

Regionally, the Caritá Fault links two opposite-facing asymmetric half-grabens: the Central

and North-Tucano sub-basins, evidenced, respectively, by the Cícero Dantas and Salgado do Melão

lows.

The Caritá Fault interacted, during the entire rift phase, with two other transfer structures,

represented by the Jeremoabo Fault and the transfer zone named Vaza-Baris Arch.

xvii

CAPÍTULO 1 INTRODUÇÃO

1.1 – APRESENTAÇÃO E JUSTIFICATIVA DO ESTUDO REALIZADO

O Rifte Eo-Cretáceo do Recôncavo-Tucano-Jatobá, no Nordeste brasileiro, é um laboratório

natural de extensão continental que tem despertado o interesse de vários pesquisadores na área de

geociências. Entretanto, alguns aspectos ainda não foram totalmente abordados e, conseqüentemente,

esclarecidos à luz do conhecimento atual. Dentre estes, estão a gênese e a evolução das falhas

transversais nos sistemas distensionais.

O arcabouço tectônico do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá mostra um amplo predomínio de

falhas normais orientadas segundo o alongamento máximo do rifte. Estes falhamentos, dotados

essencialmente de rejeito de mergulho, definem os depocentros principais das sub-bacias, uma vez que

acomodam a maior parte da distensão crustal geradora da calha deposicional.

Gibbs (1984) advoga que as falhas de transferência, no contexto distensional, constituem

elementos de fundamental importância no balanço mecânico da distensão crustal que dá origem à

depressão. Estas falhas orientam-se em altos ângulos em relação às bordas da bacia, ou ao conjunto

principal de falhas normais, sendo muitas vezes consideradas como feições independentes e tardias em

relação ao conjunto longitudinal.

As falhas de transferência não ocorrem com freqüência ao longo do Rifte do Recôncavo-

Tucano-Jatobá, sendo este mesmo comportamento também observado nos riftes do leste africano. Por

que razão isto acontece? Qual a sua importância na cinemática do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá?

Neste sentido, a Falha de Caritá, aflorante no bloco de Araticum no rifte do Recôncavo-

Tucano-Jatobá, apresenta-se como um excelente laboratório natural para sua investigação.

Esta falha de transferência, juntamente com outras estruturas analisadas mais adiante, controla

a inversão dos depocentros no rifte, sendo assim, fundamental na compreensão da cinemática

ocorrente à época da abertura do rifte.

1.2 – OBJETIVOS

Este trabalho tem por objetivo a análise estrutural da Falha de Caritá, com base nos dados de

campo, sísmicos e de poços, enfatizando seus aspectos geométricos, cinemáticos e dinâmicos; assim

como, caracterizar o seu papel na evolução do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá.

Vasconcellos, D. V. F., 2003 Falha de transferência de Caritá: O significado tectônico ... ...

2

1.3 – MÉTODO DE TRABALHO

Os trabalhos realizados durante a evolução desta dissertação são frutos da integração e

interpretação dos dados obtidos por: pesquisa bibliográfica enfocando os diversos tópicos relativos à

evolução do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá e, mais especificamente, à geometria e cinemática da

Falha de Caritá; levantamento estrutural de campo enfatizando os elementos lineares e planares dos

afloramentos; tratamento estatístico desses dados utilizando-se o programa Stereonet (Ivar Steinsund

1992-1994); aplicação do método de Aleksandrowski (1985) para análise de paleotensores atuantes na

área; integração dos dados e, por fim, redação do texto.

Foram utilizados, também, mapas geológicos na escala 1:50.000 de Ghignone (1963) e Della

Piazza & Muhlmann (1964), além de mapas topográficos da Petrobras na escala 1:25.000. O trabalho

concentrou-se em afloramentos de excelente qualidade, compostos de arenitos do Grupo Ilhas e da

Formação São Sebastião, situados ao longo da Falha de Caritá.

1.4 – LOCALIZAÇÃO E ACESSO À ÁREA DE ESTUDO

A área de estudo insere-se na parte nordeste do Estado da Bahia, sendo limitada pelos

meridianos 38°10’ e 38°30’ de longitude oeste e os paralelos 10°00’ e 10°25’ de latitude sul, como

mostra a Figura 1.1.

A Falha de Caritá está localizada na margem leste do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá,

mais especificamente na bacia do Tucano Central. Ela separa o Arco de Vaza-Barris do Bloco de

Araticum, estando intimamente associada à inversão dos depocentros das sub-bacias do Tucano

Central e Norte.

As principais vias de acesso são as rodovias federais BR-235, que interliga a capital do estado de

Sergipe, Aracaju, à cidade baiana de Jeremoabo, principal ponto de referência da área, perfazendo uma

extensão de 195 km e, a BR-110, que liga Jeremoabo aos municípios ao norte, e de Alagoinhas ao sul. A

partir desta última rodovia, pode-se alcançar a cidade de Salvador, através das BA-093, BR-101 e BR-

324, perfazendo um percurso de aproximadamente 535 quilômetros de distância.

Contribuições às Ciências da Terra – Série M, v. 08, 66p., 2003

Figura 1.1. Mapa de localização do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá.

3


4

1.5 - A ELABORAÇÃO DA DISSERTAÇÃO

Após a conclusão dos trabalhos de campo, passou-se à organização sistemática dos dados e

resultados obtidos e à preparação das ilustrações. Os resultados do presente estudo estão incluídos no

artigo científico cuja referência completa é: Vasconcellos, D. V. F.; Gomes, C. J. S.; Magnavita, L. P.;

Destro, N. 2003. The Caritá transfer fault, Recôncavo-Tucano-Jatobá Rift, NE Brazil.

O artigo foi submetido ao Journal of Structural Geology em junho de 2003 e encontra-se na

fase de revisão, tendo sido integralmente incorporado à dissertação, mantendo-se inclusive a sua

redação original em inglês, e correspondendo ao Capítulo 5 desta.

CAPÍTULO 2 CONTEXTO GEOLÓGICO

2.1 – INTRODUÇÃO

As bacias do Tucano e Jatobá estão situadas na região nordeste do Brasil, nos estados da

Bahia, Sergipe e Pernambuco, constituem a porção centro-norte do sistema de Rifte do

Recôncavo-Tucano-Jatobá. A Bacia do Tucano divide-se nas sub-bacias Sul, Central e Norte que,

somadas à bacia do Jatobá, ocupam uma área de aproximadamente 40.000 km2 (Figura 2.1).

Os limites geológicos entre as várias bacias e sub-bacias coincidem aproximadamente com

limites geográficos, posicionados ao longo dos principais rios que atravessam a área sedimentar,

ou seja, Rio São Francisco, Vaza-Barris e Itapicuru (Figura 1.1), exceção feita à passagem entre as

bacias do Recôncavo e Tucano. Apesar de existirem boas exposições de sedimentos pré- e sin-

rifte, a maior parte da área sedimentar está coberta por depósitos pós-rifte da Formação Marizal.

Este conjunto de bacias relaciona-se geneticamente ao processo de rifteamento que afetou o

paleocontinente Gondwana durante o Eocretáceo (Neocomiano) e constitui-se numa série de grabens

assimétricos alongados nas direções N-S e NE-SW, compondo um rifte intracontinental de direção

geral N-S; exceto no extremo norte, onde sofre uma inflexão para ENE. Os grabens foram preenchidos

por sedimentos flúvio-lacustres com horizontes ricos em matéria orgânica, sendo que a atividade

tectônica desta região foi abortada durante o Eoaptiano.

Tradicionalmente, o sistema de Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá foi interpretado como

uma série de fossas estruturalmente conectadas desde o início do processo de rifteamento, sendo

preenchidas por uma sedimentação flúvio-deltaica, que progradou axialmente, de norte para sul, sobre

sedimentos lacustres concentrados na região do Tucano Sul e Recôncavo (Ghignone 1979).

2.2 – EMBASAMENTO DA BACIA

O Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá corta um complexo mosaico de terrenos pré-cambrianos

e paleozóicos pertencentes às Províncias da Borborema e do São Francisco, que coincide com o

Cráton do São Francisco (Almeida 1977) (Figura 2.2), cujas estruturas exerceram forte controle na sua

gênese. Em torno do rifte, estão expostos seis domínios estruturais, denominados Foreland Sergipana,

Faixa Sergipana, Paraíba-Pernambuco, Granulito Atlântico, Bloco de Serrinha e Maciço Pernambuco-

Alagoas (Figura 2.3). Cada um desses domínios apresenta trends estruturais que controlaram em

diferentes graus, o arcabouço estrutural do rifte.


Figura 2.1. Mapa do arcabouço estrutural simplificado do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá (modificado de Aragão 1994, Aragão & Peraro 1994, Destro et al. 2003a).

6


Figura 2.2. Mapa de localização do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá, sobre o Cráton do São Francisco e a Província da Borborema (modificado de Magnavita 1992). Margem costeira e continental: a – Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá; b – Bacia de Segipe-Alagoas; c – Bacia Potiguar.

O papel exercido por planos de fraqueza mais antigos sobre a arquitetura do rifte, tem sido

verificado há muito tempo; entretanto, estudos recentes enfatizam a importância desses trends

(Cordani et al. 1984, Szatmari et al. 1984, 1985, Milani et al. 1985a,b, 1987, Davison & Arthaud

1986, Lana & Milani 1986, Cunha 1987, Milani & Davison 1988, Milani et al. 1988, Magnavita &

Cupertino 1987, 1988, Santos et al. 1990, Magnavita 1990, 1992a,b).

Um forte paralelismo existente entre o arcabouço estrutural do rifte e os traços estruturais do

embasamento é marcante nas bacias do Recôncavo e Tucano Sul, na região entre as sub-bacias do

Tucano Central e Norte, e na Bacia do Jatobá (Magnavita 1992). O mapa da Figura 2.4 mostra os

traços estruturais do embasamento em relação às principais unidades estruturais no Rifte do

Recôncavo-Tucano-Jatobá. Em algumas áreas, como ao longo de parte das falhas de borda do Tucano

Central e Norte, não há uma influência direta das estruturas do embasamento.

7


Figura 2.3. Domínios estruturais (adaptado de Magnavita 1992) expostos em torno do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá. Província costeira: RTJ - Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá; SE-AL – Bacia de Sergipe-Alagoas.

Magnavita (1992) classifica as falhas de borda em: fortemente controlada pelo embasamento

(BF), moderadamente controlada pelo embasamento (Bf) e não controlada pelo embasamento (BN), de

acordo com o grau com que seguem anisotropias pretéritas (Figura 2.5).

8


Figura 2.4. Arquitetura estrutural do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá comparado com as direções principais do embasamento adjacente (adaptado de Magnavita 1992, Aragão 1994, Aragão & Peraro 1994).

9


Figura 2.5. Segmentos das falhas maiores de borda do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá (adaptado de Magnavita 1992). Legenda: BF-Borda fortemente controlada pelo embasamento; Bf – Fracamente controlada pelo embasamento; BN - Borda não controlada pelo embasamento.

10


2.3 – ESTRATIGRAFIA E EVOLUÇÃO TECTÔNICA

Uma síntese sobre estratigrafia do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá, na porção que se

estende da Bacia do Tucano à do Jatobá, é apresentada na Figura 2.6, na qual, além da seqüência juro-

cretácea, subdividida nas fases pré-, sin- e pós-rifte, ocorrem sedimentos pré-rifte de idade paleozóica

e neojurássica, que afloram junto à borda leste do rifte, nas sub-bacias do Tucano Norte e Jatobá

(Figura 2.7). Nesses afloramentos são reconhecidas cinco formações: Tacarutu, de idade siluro-

devoniana, composta de arenitos grosseiros depositados por um sistema de leques aluviais; Inajá, cuja

ocorrência restringe-se à Bacia do Jatobá, engloba sedimentos pelíticos avermelhados depositados

durante o Devoniano; Curituba, datada como carbonífera, composta de folhelhos e arenitos finos, os

quais apresentam evidências de atividade glacial durante a sua deposição. Sobreposta a ela ocorre a

Formação Santa Brígida, que representa a sedimentação permiana, composta de calcários e folhelhos

ricos em matéria orgânica, depositados em uma plataforma estável a transicional, com arenitos eólicos

associados.

É possível correlacionar a Formação Santa Brígida com a Formação Afligidos, elevada à

categoria de formação por Aguiar & Mato (1990), que acrescentaram os membros Pedrão, composto

por arenitos fino e muito fino depositados em ambiente litorâneo restrito, e Cazumba, caracterizado

por folhelhos vermelhos típicos de ambiente lacustre.

Os sedimentos jurássicos da fase pré-rifte foram depositados em um período de relativa calma

tectônica. As Formações Aliança e Sergi, que formam o Grupo Brotas, representam um complexo

sistema aluvial, no qual se alternam lamitos lacustres vermelhos e arenitos fluviais finos e

conglomeráticos, caracterizando um pacote de red-beds.

Seguindo-se a esta sedimentação, depositaram-se os lamitos cinzas e marrons e os arenitos

finos a médios, pertencentes à Formação Itaparica, e que representam um sistema flúvio-lacustre.

Prenunciando a fase sin-rifte que se seguiria, criaram-se condições para o aparecimento de um

ambiente francamente lacustre, em que se depositaram os lamitos do Membro Tauá da Formação

Candeias.

A seqüência dos lagos, fase sin-rifte, teve início com a ampliação do sistema lacustre, quando

foram depositados espessos pacotes de pelitos, intercalados a calcários e arenitos turbidíticos,

pertencentes aos Membros Gomo e Maracangalha da Formação Candeias. Nessa formação incluem-se

ainda os pacotes de arenitos maciços do Membro Pitanga.

Nas bacias do Tucano e Jatobá não são reconhecidos os Membros Gomo e Maracangalha, bem

como os arenitos do Membro Pitanga.

11


12

Sobrepostos a esses estratos sucedem-se os sedimentos do Grupo Ilhas, quais sejam, na Bacia

do Recôncavo, os arenitos da Formação Marfim e a intercalação cíclica de arenitos, folhelhos e

calcários da Formação Pojuca. Nas bacias do Tucano e Jatobá, o Grupo Ilhas ocorre de modo indiviso.

Junto às bordas das bacias depositou-se, de maneira individualizada ou interdigitada com as

outras formações da fase sin-rifte, uma espessa cunha de conglomerados polimíticos sintectônicos,

correspondentes à Formação Salvador.

O assoreamento final do sistema de riftes deu-se através da deposição dos arenitos fluviais

pertencentes ao Grupo Massacará, cuja espessura máxima situa-se em torno de três mil metros, na

Sub-bacia do Tucano Central.

A última atividade do rifte equivale aos clásticos grossos neoaptianos da Formação Marizal,

depositados por leques aluviais após um período em que o rifte sofreu basculamentos e erosões

generalizadas.

Finalmente, durante o Cenozóico, depositaram-se os arenitos continentais da Formação

Barreiras.

2.4 – ARCABOUÇO ESTRUTURAL

O Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá faz parte do ramo oeste de um sistema de rift valley,

implantados ao longo da atual região costeira do Brasil, e que precedeu ao afastamento das Placas Sul-

Americana e Africana (Santos et al. 1990).

A geometria fundamental do rifte é representada por uma série de semigrabens, cuja assimetria

é gerada pela falha de borda principal (Figuras 2.6, 2.7 e 2.9). A margem oposta constitui-se na borda

flexural, a qual é limitada por falhas de pequeno rejeito ou posicionada discordantemente sobre o

embasamento (Magnavita 1992).

O semigraben da Bacia do Recôncavo possui direção NE-SW e mergulha para SE. Ele é

controlado pela falha de borda de Salvador, situada a leste da bacia (Figura 2.5), cujo deslocamento

atinge 6 km, e consiste em um conjunto de falhas normais sintéticas e antitéticas.

Na Sub-bacia do Tucano Sul, a borda do rifte está localizada a leste, onde a profundidade do

depocentro atinge 7 km, alcançando 16 km na Sub-bacia do Tucano Central, no Baixo de Cícero

Dantas (Figura 2.9) (Aragão & Peraro 1994).


Figura 2.6. Carta estratigráfica das bacias do Tucano Sul-Central (Bueno et al. 1994).

13


Figura 2.7. Carta estratigráfica das bacias do Tucano Norte-Jatobá (Bueno et al. 1994).

14


A feição mais marcante do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá é a alternância na assimetria

dos semigrabens, das bacias do Tucano Central e Norte, em função da posição das falhas de borda. Na

Sub-bacia do Tucano Central a falha de borda principal, a falha de Adustina, nucleou-se a leste. A

Falha de Barrigató (Figura 2.8) situada na porção oeste da Sub-bacia do Tucano Central, é uma das

inúmeras falhas paralelas à falha de borda. Na Sub-bacia do Tucano Norte, a falha de borda principal,

a Falha de São Saité, nucleou-se a oeste. Esses dois semigrabens são separados por uma zona de

transferência regional, denominada Arco de Vaza-Barris.

Figura 2.8. Vista de norte para sul da zona de Falha de Barrigató. A zona de falha é encoberta por sedimentos da Formação Marizal (ver seta).

15


Na Bacia do Jatobá a falha de borda situa-se a norte, mostrando uma deflexão marcante com

relação aos riftes do Recôncavo e Tucano. Isto ocorreu devido à presença da Falha de Ibimirim,

preexistente, que controlou fortemente a estruturação desta bacia (Figura 2.9). A arquitetura regional

do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá é também muito bem delineada pelo mapa de anomalias

gravimétricas Bouguer, mostrado na Figura 2.10.

Figura 2.9. Mapa tectônico simplificado das bacias do Tucano e Jatobá (modificado de Aragão & Peraro 1994). Seções 1-3 (Magnavita 1992). As principais feições transversais do rifte, tais como o arco de Vaza-Barris e as falhas de Jeremoabo e de Caritá, esta última objeto do presente trabalho, estão indicadas.

Uma direção de distensão geral NW-SE foi determinada por vários autores para o Rifte do

Recôncavo-Tucano-Jatobá (e.g. Szatmari et al. 1987, Milani 1985, Milani & Davison 1988, Magnavita

1992, Destro et al. 2003a,b). Esta direção de distensão também foi encontrada para outras bacias

cretáceas do nordeste do Brasil, tais como na Bacia de Sergipe-Alagoas (Destro 1995) e na Bacia de

Camamu (Mercio 1996), sendo reiterada pelo presente trabalho.

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Figura 2.10. Mapa de anomalias gravimétricas do rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá (adaptado de Magnavita 1992). A mudança na assimetria dos semigrabens é evidenciada pela concentração das linhas de contorno próximo das falhas de borda. Contornos estão em mgal.

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18

2.5 – AS FALHAS TRANSVERSAIS

A presença de deslocamentos horizontais no rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá foi aventada

pela primeira vez por Melo (1970) baseando-se em mapas de isópacas. Netto et al. (1984) e Netto et

al. (1985), reconheceram, respectivamente, o papel das falhas transcorrentes na compartimentação

tectônica das bacias do Recôncavo e do Tucano.

Milani (1985) e Milani (1987) consideram que os elementos de deslocamento laterais

observados no rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá desempenham o mesmo papel das falhas

transformantes, ao conectarem segmentos deslocados do eixo do rifte. Milani (1987) também utiliza as

denominações falhas transcorrentes para essas falhas transversais.

Milani & Davison (1988) utilizam pela primeira vez o conceito de falhas transferentes de

Gibbs (1984) para as falhas transversais do rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá. Magnavita (1992)

utiliza o termo zonas de acomodação para essas falhas, de acordo com Rosendhal (1987), enquanto

que, Aragão (1994), utiliza o termo falha de transferência para a falha de Mata-Catu.

Aragão (1994) utiliza pela primeira vez o conceito de falhas de alívio no sentido de Destro

(1995) para a Falha de Ibimirim no trecho do lineamento de Pernambuco envolvido na formação da

bacia do Jatobá. Destro et al. (2003a,b) distinguem falhas de transferência e de alívio no rifte do

Recôncavo-Tucano-Jatobá.

As principais falhas transversais que ocorrem no rifte do Tucano-Jatobá estão mostradas

na Figura 2.9. Pelo fato de ser representativa do processo de nucleação e evolução de falhas

transversais, a falha de Caritá foi escolhida para o estudo de detalhe no rifte do Recôncavo-Tucano-

Jatobá. Essa escolha também é função da expressão, qualidade dos afloramentos e disponibilidade de

dados, assim como pela importância científica, uma vez que se trata da descrição detalhada de uma

típica falha de transferência que, na literatura, raramente é referenciada com dados de campo.

CAPÍTULO 3 RIFTES DISTENSIONAIS

3.1 - INTRODUÇÃO

Gregory (1896, in Willock 1988) foi o primeiro geocientista a empregar o termo rift no âmbito

da Geologia Estrutural, com o intuito de caracterizar depressões alongadas relativamente estreitas

limitadas por falhas normais paralelas. Estudou o vale dos riftes do leste africano, o qual denominou

de Grande Vale de Afundamento (Great Rift Valley). Neumann & Ramberg (1978) e Burchfiel (1980),

definem riftes como depressões alongadas envolvendo a deformação da litosfera em toda sua

espessura sob a influência de forças distensionais.

Riftes ativos são encontrados em áreas continentais de todo o mundo; embora amplamente

estudado, têm a origem e a evolução tectônica é ainda controversa. O Rifte do Leste Africano é o

exemplo mais pesquisado de rifte ativo. Outros exemplos são o Rifte Baikal (Rússia) e a Basin and

Range (Estados Unidos). Do Jurássico Superior ao Cretáceo Superior, durante o início da

fragmentação do continente Gondwana, toda a margem brasileira correspondeu a um gigantesco rifte

(Figura 3.1). Nesta figura, observa-se que o Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá compõe um sistema de

riftes intracontinentais do Neocomiano, relacionados à abertura do Atlântico Sul e abortados durante o

Eo-Aptiano.

Figura 3.1. Rifteamento de idade Alagoas entre a América do Sul e África, RTJ: Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá (modificado de Szatmari et al. 1987).


Várias causas são advogadas para explicar porque os riftes ocorrem em determinadas áreas.

Van der Pluijm & Marshak (1997) propõem que uma das causas primárias possíveis seja o fluxo do

manto, causado por correntes de convecção. Outras causas prováveis para a formação de riftes são

mostradas na Figura 3.2. Em áreas onde ocorrem plumas o manto sobe, causando o aquecimento e o

estiramento da litosfera sobrejacente através de falhas normais (Figura 3.2a). O rifteamento pode

também ser causado pela mudança no raio de curvatura de uma placa litosférica antes de ocorrer a

subducção abaixo de uma zona colisional (Figura 3.2b). Quando um continente é submetido a forças

que atuam em direções opostas devido ao movimento das placas litosféricas, zonas de fraqueza

situadas no interior do continente (como um cinturão orogênico, por exemplo) podem ser reativadas

formando riftes (Figura 3.2c) Em zonas espessadas e elevadas, a deformação contracional pode levar

ao desenvolvimento de riftes (Figura 3.2d). Neste caso, a zona da crosta continental que soergue fica

elevada em relação às regiões vizinhas, e devido à atuação de forças gravitacionais, essa região

distende-se lateralmente em função de seu próprio peso.

Figura 3.2. Causas de rifteamento (adaptado de Van der Pluijm & Marshak 1997). a) Rifteamento sobre uma pluma termal. b) Estiramento devido ao arqueamento da placa em uma zona de subducção. c) Rifteamento devido ao estiramento de uma litosfera continental contendo uma zona de fraqueza (orógeno antigo). d) Colapso gravitacional de uma crosta espessada em um orógeno. e) Bacia pull-apart formada na deflexão de uma falha transcorrente. f) Distensão retroarco associada com convergência. g) Rifteamento na região de foreland de um orógeno devido à colisão de margens continentais irregulares.

20


Riftes também ocorrem em associação com falhas transcorrentes. Em deflexões situadas ao

longo dessas falhas pode ocorrer falhamento normal, causando a formação de bacias do tipo “pull-

apart” (Figura 3.2e). As falhas normais assim formadas são oblíquas em relação à orientação geral do

sistema transcorrente. Riftes continentais podem, também, ser formados em regiões de retroarco em

margens convergentes (Figura 3.2f). Por fim, riftes podem se desenvolver na região foreland de

orógenos colisionais, em conseqüência da indentação das placas (Figura 3.2g). Se as margens laterais

da região de foreland não estão confinadas, os blocos podem ser espremidos em direções opostas,

formando um rifte aproximadamente perpendicular ao orógeno.

A orientação regional de um rifte parece ser controlada pela conjugação de dois fatores

fundamentais, ou seja, as estruturas preexistentes e o campo de tensões sin-rifte (Van der Pluijm &

Marshak 1997).

3.2 – ANATOMIA DOS RIFTES

Rosendahl et al. (1986), com base em levantamento sísmico realizado no Lago Tanganika, no

sistema de riftes do leste africano, verificaram que a geometria dos riftes é principalmente formada

pela alternância na assimetria de semigrabens, envolvendo tanto falhas sintéticas como antitéticas

(Figura 3.3). Neste estudo, ficou evidente a geometria curvilinear das falhas normais maiores, assim

como a grande variação de rejeito entre a terminações dessas falhas.

Figura 3.3. Mapa simplificado do arcabouço estrutural do Lago Tanganyika, Rifte do Leste Africano (modificado de Rosendahl et al. 1986).

21


As diferentes geometrias estruturais observadas nos riftes são basicamente explicadas por

modelos que correspondem a dois membros extremos (Figura 3.4). No modelo de cisalhamento puro

(Figura 3.4a) o descolamento que define a base do falhamento normal da crosta superior situa-se na

transição rúptil-dúctil da crosta. Abaixo deste descolamento, a crosta acomoda distensão através de

deformação dúctil. No modelo de cisalhamento simples (Figura 3.4b) o descolamento basal corta toda

a litosfera como uma zona de cisalhamento discreta. No modelo de delaminação (Figura 3.4c), o

descolamento basal se horizontaliza em trechos tanto da transição rúptil-dúctil da crosta, como na

transição crosta-manto superior, antes de entrar na astenosfera.

Figura 3.4. Modelos de distensão continental (adaptado de Lister et al. 1986).

Van der Pluijm & Marshak (1997) sugerem que, provavelmente, uma combinação desses

modelos representa a verdadeira geometria dos riftes. Um exemplo da aplicação desses modelos

envolve o Rifte do Recôncavo-Jatobá, a Bacia de Sergipe-Alagoas e a Bacia do Gabão. Castro Jr.

22


(1987) aplica o modelo de cisalhamento simples envolvendo essas bacias (Figura 3.5). Magnavita et

al. (1994) consideram o modelo de cisalhamento puro para o manto e cisalhamento simples para a

crosta superior no Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá (Figura 3.6).

Figura 3.5. (a) Falhas maiores ativas durante o rifteamento do Atlântico Sul, áreas com máxima espessura de sedimentos. (b) Seções transversais esquemáticas no Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá, na Bacia de Sergipe-Alagoas e na Bacia do Gabão (adaptado de Castro Jr. 1987).

23


Figura 3.6. Estrutura crustal e estratigrafia das bacias do Recôncavo e Tucano Norte pelo modelo de cantilever flexural (segundo Magnavita et al. 1994). A seqüência sin-rifte é indicada pelo preenchimento cinza claro. Os perfis previstos de Beta para estiramento por cisalhamento puro na crosta inferior e manto são indicados pela região sombreada.

Com relação ao ângulo formado entre a direção de distensão e a direção do eixo dos riftes,

estes podem ser classificados em duas categorias: nos riftes ortogonais este ângulo é de

aproximadamente 90°, ao passo que, nos riftes oblíquos, é menor do que 90°. Em modelos análogos de

riftes ortogonais e oblíquos, McClay & White (1995) observaram que os modelos de riftes ortogonais

são caracterizados por falhas de borda e intra-rifte longas e retas, perpendiculares à direção de

distensão. Nos modelos de riftes oblíquos, as falhas de borda são curtas e segmentadas, formando um

arranjo en echelon paralelo ao eixo do rifte, enquanto as falhas intra-rifte se formam em alto ângulo

com relação à direção de distensão (Figura 3.7).

Figura 3.7. Modelo sinóptico de rifteamento oblíquo tridimensional (adaptado de McClay & White 1995).

24


Van der Pluijm & Marshak (1997) enfatizam que, apesar da descrição dada antes, a relação

geométrica entre a orientação de estruturas preexistentes e a direção dos riftes e falhas, ou zonas de

transferência, não é universal, e mencionam exemplos de estruturas contemporâneas ao sistema de

Riftes do Leste Africano que cortam obliquamente um sistema de riftes preexistente. Assim, concluem

que, pelo menos localmente, outro fator deve controlar a geometria do rifte, sendo este fator o campo

de tensões sin-rifte.

3.3 – AS FALHAS TRANVERSAIS DOS RIFTES

Após a publicação do trabalho de Gibbs (1984), houve uma explosão de publicações

envolvendo falhas transversais em riftes e bacias distensionais. Várias foram as denominações

surgidas a partir daí: falhas de transferência (e.g. Gibbs 1984, Lister et al. 1986, Destro et al. 1994);

falhas transversas cross fault (e.g. Letouzey 1986, Colletta et al. 1988; Morley et al. 1990); falhas de

transferência hard-linked (Walsh & Watterson 1991, McClay & Khalil 1998); falhas de alívio (Destro

1995, Destro et al. 2003a). O interesse provém principalmente do papel genético que essas estruturas

desempenham na arquitetura dos riftes e bacias distensionais (e.g. Harding & Lowell 1979, Bally

1981, Gibbs 1983, 1984, 1987, 1990, Letouzey 1986, Rosendahl et al. 1986, Lister et al. 1986,

Etheridge et al. 1987, 1988, McClay & Ellis 1987, Colletta et al. 1988, Milani & Davison 1988,

Morley et al. 1990, Destro 1995, McClay & Khalil 1998, Destro et al. 2003a,b).

Contudo, alguns autores também enfatizam que falhas transversais são raras ou ausentes em

algumas áreas submetidas à distensão (e.g. Rosendahl et al. 1986, Scott & Rosendahl 1989, Morley et

al. 1990). Esses autores não consideram que as inferências acerca dessas falhas transversais sejam

necessariamente incorretas, enfatizando a falta de uma documentação definitiva (Morley et al. 1990),

ou admitem que elas correspondem a uma das maneiras de conexão entre os semigrabens (Rosendahl

et al. 1986).

Gibbs (1990) sugere que há dois membros extremos para sistemas de falhas distensionais;

aqueles dominados por sistemas de falhas de transferência (Gibbs 1984), denominados também de

hard linkages por Walsh & Watterson (1991), e aqueles cujo deslocamento é transferido por outros

mecanismos passíveis de deformação entre as terminações das falhas maiores, resultando em

estruturas de revezamento (relay structures, Larsen 1988), zonas de acomodação (Rosendahl et al.

1986, Scott & Rosendahl 1989, Magnavita 1992) ou zonas de transferência (Morley et al. 1990). Estes

mecanismos são denominados de soft linkages (Walsh & Watterson 1991). Gibbs (1990) também

sugere que ambos os membros extremos podem coexistir em seções ou mapas balanceados.

Destro (1995) descreve um tipo de falha transversal denominado de falha de alívio, que ocorre

principalmente nos blocos baixos das falhas normais maiores, mas cujo papel não é conectar falhas

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normais distintas, mas sim permitir a variação de rejeito vertical ao longo da direção de uma falha

normal única. Destro (2003a,b) analisa detalhadamente dois tipos distintos de estruturas transversais

observadas no Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá, ou seja, falhas de alívio e de transferência, assim

como, suas relações com estruturas preexistentes (Figura 3.8).

Figura 3.8. Principais estruturas transversais do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá (adaptado de Aragão 1994 e Aragão & Peraro 1994).

26


3.4 – FALHAS DE TRANSFERÊNCIA

3.4.1 – Estruturas de revezamento

Larsen (1988) apresentou um dos trabalhos pioneiros sobre o modo como as falhas se inter-

relacionam em áreas distensionais, mostrando que as falhas normais compartilham deformação através

das chamadas estruturas de revezamento (relay structures). Entre as terminações de duas falhas

sintéticas se formam as rampas de revezamento (relay ramps), que transferem a deformação de uma

falha à outra (Figura 3.9). As estruturas de revezamento podem estar arranjadas em diferentes padrões,

denominados sistemas de revezamento (relay systems).

Figura 3.9. Bloco-diagrama de uma estrutura de revezamento. Esta estrutura está situada entre as terminações das falhas lístricas deslocadas, que têm o mesmo descolamento subhorizontal em profundidade (segundo Larsen 1988).

3.4.2 - Zonas de acomodação

Rosendahl et al. (1986), utilizam o termo zonas de acomodação para denominar áreas que

desenvolvem mecanismos compensatórios, permitindo que blocos distintos ocupem completamente o

espaço disponível durante a atividade tectônica (Figura 3.10). A zona de acomodação do Vaza-Barris,

por exemplo, que separa as sub-bacias de Tucano Central e Norte, constitui-se num excelente exemplo

desse tipo de feição. A passagem de uma bacia para outra ocorre ao longo de uma área intensamente

falhada, com algumas dezenas de quilômetros de largura, através da qual são acomodadas entre as

27


duas sub-bacias amplitudes de distensão significativamente diferentes (Magnavita, 1992).

Figura 3.10. Bloco-diagrama mostrando alternância na assimetria dos semi-grabens ao longo da interconexão sinuosa das falhas de borda e das cristas interbacinais (segundo Rosendahl et al. 1986).

3.4.3 - Zonas de transferência

Morley et al. (1990), definiram zonas de transferência em riftes, com base em dados dos riftes

do leste africano, como sistemas coordenados de feições deformacionais que conservam a deformação

(strain), causada pela distensão regional.

A classificação das zonas de transferência, com base na interação entre as falhas normais

maiores, está mostrada na Figura 3.11. Zonas de transferência podem ocorrer entre falhas que

mergulham em direções opostas (conjugadas) e na mesma direção (sintéticas). As conjugadas são

ainda subdivididas em convergentes e divergentes, segundo a convergência ou divergência dos

sentidos de mergulhos das falhas convergem ou divergem, respectivamente. Tanto as zonas de

transferência conjugadas como as sintéticas, em função das posições das falhas em mapa, podem ainda

estar em aproximação, quando as terminações das duas falhas se aproximam, porém não se cruzam;

28


em superposição, quando as terminações das duas falhas se propagam até se cruzarem; colaterais,

quando as duas falhas se superpõem completamente; e colineares, se as falhas estão alinhadas. Nesta

classificação, as rampas de revezamento são denominadas de rampas de direção.

Aragão & Peraro (1994), com base em dados do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá,

utilizaram o esquema supracitado e identificaram duas zonas de transferência: a Falha de Caritá,

classificada como conjugada colinear divergente, caracterizada pela mudança de sentido do mergulho

ao longo do seu strike, variando de NE na sua porção setentrional para SW na sua porção meridional; e

o Arco de Vaza-Barris como conjugada convergente com superposição, decorrente da sua posição

relativa entre as falhas de borda das sub-bacias do Tucano Norte (Falha de São Saité) e Tucano central

(Falha de Adustina).

Figura 3.11. Classificação esquemática de zonas de transferência (segundo Morley et al. 1990).

3.4.4 – Falhas de transferência

Gibbs (1984) define falhas de transferência como aquelas transversais dispostas em alto

ângulo com relação à direção de sistemas distensionais, e que permitem a conexão entre falhas com

diferentes taxas de deslocamento (Figura 3.12). Ainda segundo Gibbs, a geometria das falhas de

transferência pode ser controlada por anisotropias preexistentes. As transferências podem ser laterais

(ortogonais) ou oblíquas com relação à direção de distensão local ou regional. Neste último caso 29


(Figura 3.13), componentes normais de deslocamento podem ser importantes, resultando na formação

de dobras paralelas à direção da transferência.

Dependendo da orientação relativa da transferência e das falhas normais, podem se

desenvolver tanto estruturas compressionais (transpressionais), a exemplo da Falha de Jeremoabo

(Destro 2003b), quanto transcorrentes, como a Falha de Caritá.

Gibbs (1984) enfatiza a importância da presença de rejeito direcional nas falhas de

transferência, uma vez que essas falhas apresentam rejeitos direcionais muito maiores do que os

rejeitos normais em uma seção sísmica.

Este mesmo autor (1990) mostra que o sentido de movimento nas falhas de transferência é o

contrário do deslocamento observado em mapa entre as falhas normais sintéticas (Figura 3.12a). Ainda

de acordo com Gibbs, o estilo de deformação e o número de componentes pode variar

significativamente através das falhas de transferência (Figura 3.12b).

Figura 3.12. (a) Aparência em mapa de uma falha de transferência conectando duas falhas lístricas normais. (b) Falhas de transferência separando três zonas de estilos deformacionais diferentes, (c) seções A-A´, B-B´ e C-C´ (segundo Gibbs 1984).

Outros autores têm também aplicado o conceito de sistemas distensionais associados a falhas

de transferência (e.g. Lister et al. 1986, Etheridge et al. 1987). Nesses casos, as falhas de transferência

atravessam as áreas distensionais de margem a margem, delimitando assim compartimentos

distensionais com assimetria oposta (Figura 3.14).

As principais falhas de transferências do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá são mostradas na

Figura 3.15. A Falha de Caritá será enfocada mais adiante, no capítulo 5. Destro (2003a,b), com base

em dados de campo e de subsuperfície, fez uma abordagem detalhada das falhas de Mata-Catu no

Rifte do Recôncavo e da Falha de Jeremoabo no Rifte do Tucano.

30


Figura 3.13. Esboço isométrico de uma falha com deslocamento normal (Sn) e uma falha de transferência oblíqua com deslocamento oblíquo (So) (modificado de Gibbs 1984).

Figura 3.14. Alternância entre blocos altos e baixos através de falhas de transferência (segundo Lister et al. 1986). Quando os descolamentos basais mudam o sentido de mergulho através das falhas de transferência, o sentido de rotação dos blocos rotacionados sobrepostos também muda.

31


Figura 3.15. Principais falhas de transferência das Bacias do Tucano e Jatobá (adaptado de Aragão & Peraro 1994).

32

CAPÍTULO 4 ANÁLISE DE PALEOTENSÃO

4.1 - INTRODUÇÃO

A análise dinâmica tem por objetivo definir o campo de esforços responsável pela deformação

observada nas rochas a partir dos dados estruturais coletados nos afloramentos.

A moderna Geologia Estrutural tem na Mecânica das Rochas uma importante aliada; a

reprodução de um determinado arranjo de elementos estruturais em escala de laboratório conduz a

uma compreensão dos processos atuantes, deixando claras as condições sob as quais tais estruturas

foram originadas (Milani 1990). Experimentos envolvendo a Mecânica das Rochas demonstram a

relação entre o desenvolvimento de fraturas e o regime de tensão aplicado. Os resultados destes

estudos têm sido utilizados com o propósito de reconstruir a evolução dinâmica de um sistema de

falhas. Os primeiros experimentos foram desenvolvidos por Daubrée (1879), que comparou os

resultados obtidos em laboratório com os padrões de fraturamento da natureza.

De modo bastante simplificado, representa-se o campo de esforços por três vetores

triortogonais, cujo: σ1 representa a tensão principal máxima, σ2 a tensão principal intermediária e σ3 a

tensão principal mínima. As fraturas formadas constituem as juntas de cisalhamento que formam entre

si um ângulo θ = 600 (Figura 4.1).

Figura 4.1. Fraturas de cisalhamento e relacionamento entre os planos de fratura e o campo de tensões (modificado de Loczy & Ladeira, 1976).


Anderson (1951) classifica as falhas como de empurrão, normal e transcorrentes conforme a

posição espacial dos vetores σ1, σ2 e σ3 , como mostrado na Figura 4.2.

Figura 4.2. Relação entre o tipo de falha e o elipsóide de tensão. A) falhas normais são formadas com o vetor tensão máximo (σ1) vertical; B) falhas de rejeito direcional se formam com o vetor tensão intermediário (σ2) vertical; C) falhas de empurrão se formam com o vetor tensão mínimo (σ3) vertical (modificado de Davis 1984).

36


4.2 – MÉTODOS APLICADOS

Existem vários métodos para o estudo das tensões aplicadas a populações de falhas. Porém,

em termos de aplicabilidade, apenas três se destacam na literatura. O mais antigo, é o método de

Arthaud (1969) que se baseia no conceito de planos de movimentação tectônica, denominados de

planos M; o segundo, conhecido como método dos diedros retos ou de Angelier & Mechler (1977); e o

último, intitulado de método de Aleksandrowski (1985), que se baseia na equação de Bott (1959) e

pode ser aplicado a qualquer elipsóide triaxial.

4.2.1 – Método de Arthaud

Arthaud (1969) fez um estudo complexo das deformações rúpteis que sofre um bloco rochoso

sujeito a esforços, ao qual associa três direções ortogonais de deformação principal. A disposição

espacial destas direções permite descrever as deformações descontínuas que a rocha sofreu ao final

dos esforços que a afetaram.

Para visualizar tal deformação, Arthaud, no estudo citado admite que, em qualquer campo de

deformações rúpteis, é sempre possível definir um conjunto de três eixos principais ortogonais entre si,

indicados por letras, à semelhança dos eixos do elipsóide de deformação (Figura 4.2).

O método Arthaud (1969) permite determinar as coordenadas X, Y, e Z unicamente pelas

medidas das falhas e suas estrias. Baseia-se em dois princípios:

1 – A geometria da rocha, depois da deformação, não depende senão da orientação e da

direção de movimento das falhas relacionadas com a fase tectônica considerada, qualquer

que seja a sua origem. Admite-se, assim, que todas as falhas são anteriores ao

movimento.

2 – Na rocha deformada, cada fase de deformação pode ser caracterizada por três eixos

ortogonais, de tal modo que a projeção de um deles sobre uma das falhas é a direção do

movimento relativo dos blocos. Com este princípio admite-se que as estrias

correspondem à projeção de uma direção principal de deformação.

Para se determinar X, Y e Z assume-se que:

A – Todas as falhas ativadas durante a mesma fase tectônica têm o mesmo valor, independente

das suas coordenadas.

37


38

B – Existe um plano M (ou de movimento), ortogonal ao plano da falha, que contém a direção

das estrias e o pólo da falha. Por definição, o plano (que existe para todas as falhas)

contém uma ou mais das direções principais de deformação.

C – Se os dois princípios forem verificados, os planos de movimento mostram distribuição

geométrica simples. Todos os que contêm uma das direções principais (X, Y, e Z)

cruzam-se num ponto, que representa tal direção. Contudo, como o modelo tem três

direções, é necessário dispor de, no mínimo, três famílias de planos M, que se cruzam em

três locais, e que representam as direções principais.

Determinados os eixos X, Y e Z, procuram-se, para cada falha, as direções compatíveis com o

sentido de movimento indicado pelas estrias. Fixam-se, desta forma, as posições relativas dos três

eixos supra citados, que revelam os movimentos sofridos pela falha.

4.2.2 – Método dos Diedros Retos

Angelier & Mechler (1977) desenvolveram um método gráfico, batizado de método dos

diedros retos, para determinar as direções dos esforços principais numa região de falhas.

O método define a posição de dois planos para cada falha estriada, o próprio plano da falha e

outro, auxiliar, perpendicular ao plano da falha e sua estria. Esses dois planos definem quatro diedros.

Dois deles contém todas as posições possíveis de σ1 (domínio da compressão) e dois outros, as

posições de σ3 (domínio da distensão). A superposição dos diferentes dados de várias falhas, sobre o

diagrama de Schmidt, faz aparecer zonas em compressão e em distensão. Dentro destas zonas devem

estar localizados os eixos de tensão σ1 e σ3 que se aplicam a todos planos de falhas.

A forma destas zonas depende da quantidade e da dispersão das medidas. Segundo Angelier &

Mechler (1977) a forma destas zonas vistas no diagrama indica a relação de grandeza entre os eixos

principais de tensão: uma zona de compressão bem definida associada a uma zona extensiva mal

definida indicando um valor de R próximo a zero (σ2 aproximadamente igual a σ3); uma zona

compressiva associada a uma zona extensiva bem definida estabelecendo um valor de R próximo de

0,5 (σ2 aproximadamente igual a (σ1 - σ2/2)); uma zona extensiva bem definida associada a uma

compressiva mal definida determinando que R é um valor próximo de 1 (σ1 aproximadamente igual a

σ2).

Sendo:

R = σ2 - σ3 / σ1 - σ3


O meio de verificar o grau de compatibilidade dos dados e a qualidade dos resultados é

comparando o número de dados (N) com o número de dados que são compatíveis com o resultado

obtido (MAX). Este método não é aplicável a regiões que foram submetidas a mais de uma fase

tectônica e também não é possível determinar σ2.

4.2.3 – Método de Aleksandrowski

Este método, publicado por Aleksandrowski (1985) e simplificado por Goldstein & Marshak

(1988), tem como base o método de Arthaud (1969). É aplicado, em geral, na condição de tensão

triaxial e apóia-se no modelo de comportamento dos movimentos entre planos (Figura 4.3). Sua

utilização permite determinar a direção de cisalhamento máximo, bem como sua comprovação

matemática, por meio da equação proposta por Bott (1959):

tgθ = n/lm (m2 – ( l-n2 ).( σz - σx / σy - σx )) (1)

A comprovação matemática é válida uma vez que, embora possam ser encontrados valores

para sigma (σ), estes podem satisfazer à equação de Bott (1959). Matematicamente, quando σz = σy ou

σy = σx a equação (1) não poderá ser aplicada, pois os resultados encontrados para os sigmas não terão

validade.

Figura 4.3. Bloco diagrama ilustrando a posição do plano M, as estrias de falha, os pólos da falha e do plano M; Grande círculo mostrando a estria e os traços do plano da falha e do plano M (adaptado de Marshak & Mitra 1988).

4.3 – DETERMINAÇÃO DAS PALEOTENSÕES NO RIFTE DO RECÔNCAVO-

TUCANO-JATOBÁ

Segundo vários autores (e.g. Szatmari et al. 1985, Szatmari et al. 1987, Milani & Davison

1988, Milani et al. 1988, Szatmari & Milani 1999), a direção da distensão determinada para o Rifte do

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40

Recôncavo-Tucano-Jatobá é NW-SE. Magnavita (1992) considera duas fases de extensão para o rifte;

a primeira, E-W durante o Neocomiano Inferior e a segunda, NW-SE durante o Barremiano

Superior/Aptiano Inferior. Esses trabalhos foram baseados principalmente em dados regionais de

sísmica, gravimetria e poços, os quais asseguram que o Rifte do Tucano-Jatobá é típico do regime

distensional, cujo σ1 é vertical.

No Capítulo 5 de nosso estudo, o método de Aleksandrowski (1985), modificado por

Goldstein & Marshak (1988), será aplicado para o cálculo das paleotensões na área da Falha de Caritá.

CAPÍTULO 5

THE CARITÁ TRANSFER FAULT, RECÔNCAVO-TUCANO-JATOBÁ

RIFT, NE BRAZIL

Dabylson V.F. Vasconcellos1,1, Caroline J.S. Gomes2, Luciano P. Magnavita3, Nivaldo Destro4

(1) Petrobras Exploration and Production Department, Avenida Antônio Carlos Magalhães, 1113, 41856-900, Salvador, Bahia, Brazil

(2) Departamento de Geologia, Escola de Minas, Universidade Federal de Ouro Preto. Morro do Cruzeiro, 35400-000, Ouro Preto, MG, Brazil.

(3) Petrobras Exploration and Production Department, Avenida Chile, 65, 20031-912, Rio de Janeiro, Brazil.

(4) Petrobras Research Center, Ilha do Fundão, Quadra 7, 21949-900, Rio de Janeiro-RJ, Brazil.

ABSTRACT

The Caritá fault, located in the Early Cretaceous Recôncavo-Tucano Rift, Northeastern Brazil,

provides an example of a major transfer fault. A field based structural analysis performed along 50 km

of outcrops revealed a NW-SE-trending and steeply dipping dextral-normal fault, associated with a

deformation zone up to several hundreds of meters wide. All rift sequence is affected by the fault zone,

which contains an associated pervasive system of NE- and NW-trending conjugate Riedel and anti-

Riedel fractures. A paleostress analysis conducted along the fault zone indicated σ1 and σ3 trending,

respectively, 200° and 290o, and σ2 vertical, characterizing a transcurrent regime. These orientations

suggest a local switch between σ1 and σ2 in the stress field responsible for the development of the

Tucano Rift. Regionally, the Caritá fault links two major opposite facing asymmetric half-grabens. It

interacts with two other transfer structures, a major sinistral transfer fault, the Jeremoabo fault, and a

transfer zone, the Vaza-Barris Arch, during the entire rift phase, allowing oblique rifting of the Tucano

basin.

Keywords – Tucano rift, Caritá fault, transfer fault, transcurrence, Riedel shears, oblique rift.

1 Corresponding author.

E-mail address: [email protected] (D. V. F. Vasconcellos)


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5.1. INTRODUCTION

Transfer faults, firstly described by Gibbs (1984), are cross-faults that accommodate

differences in strain or structural styles along the strike of the extensional system (e.g. Lister et al.

1986, Milani & Davison 1988, Bosworth 1995, Salah & Alsharhan 1996, McClay & Kalil 1998,

Destro et al. 2003a). Similar faults, known as tear faults (e.g. Dahlstrom 1969), have been also

recognized in fold-thrust belts. Transfer faults may occur as pure strike-slip faults, when parallel to the

extension direction, or as oblique-slip faults, with variable amount of dip displacement, when oblique

to the extension direction (Gibbs 1984, Lister et al. 1986). Both compressive (transpressional) and

extensional (transtensional) structures may develop along transfer faults, depending on their angular

relationship with the components of the extensional system (Gibbs 1984). Transfer faults usually

connect major normal faults with similar or opposite polarities and, according to Gibbs (1990), their

sense of slip is contrary to the apparent offset of the related normal faults.

In this paper we present the Caritá fault, located in the Cretaceous Recôncavo-Tucano Rift system,

northeastern Brazil (Figure 5.1), as an example of a transfer fault which extends up to 150 km. The

basis for our study is a detailed structural analysis performed in 50 km of outcrops along the Caritá

fault zone. Our data set indicates that the Caritá fault nucleated and evolved during the rifting period,

acting as a dextral transfer fault. It connects major opposite-facing normal border faults and has its

sense of dip changed along its strike. To the north of the study area the Caritá fault does not outcrop as

it is covered by post-rift sediments. In this area it is documented by subsurface seismic and gravity

data (Figures 5.2 and 5.3).

A transpressional transfer fault, named Jeremoabo Fault, and located near the Caritá Fault, has

been described by Destro et al. (2003a). Below we shall discuss its relationship with the Caritá Fault

as well as its role in the formation of the Tucano-Jatobá Rift.

Recent studies (e.g., Destro 1995, Destro et al. 2003b) have allowed us to differentiate transfer

faults from another type of cross faults, release faults, which are genetically distinct geometrically,

kinematically and dynamically. Whereas transfer faults connect normal faults, and horizontal motion

predominates along them over dip-slip (Gibbs 1984), release faults, a concept first proposed by Destro

(1995), accompany a single major normal fault, and dip-slip predominates over horizontal motion.

Distinctly from transfer faults, release faults form because varying vertical displacement along the

strike of the controlling (parent) normal fault and causes the hangingwall block to increase in length;

because the normal fault terminates laterally, a different kind of cross fault is required both

geometrically and mechanically to accommodate this increase of length of the hangingwall (Destro

1995, Destro et al. 2003b).

Contribuições às Ciências da Terra – Série M, vol. 08, 66p., 2003

Figure 5.1. Location of the study area where the Caritá Fault outcrops (rectangle contour), within the Borborema Province. Major structures of the Precambrian basement adjacent to the Recôncavo-Tucano-Jatobá Rift. Inset maps show location of South America (left up) and positions of the Borborema Province and the São Francisco Craton relatively to the rift (left down). Modified from Davison & Santos 1989 and Aragão & Peraro 1994.

43


44

Destro et al. (2003b) identify release faults in the Recôncavo Rift, the southernmost portion of

the Recôncavo-Tucano-Jatobá Rift system (Figure 5.2), describing for the first time the development

of associated structures, such as release joints, shale diapirs, and release faults of reverse character, as

well as providing an analysis of most of the hydrocarbon accumulations of the Recôncavo Rift in the

context of the concept of release faulting. In the following sections, we describe the Caritá fault and

associated structures, provide an explanation for their development, and discuss the role it played in

the evolution of the Tucano Rift.

5.2. GEOLOGIC SETTING

The Caritá fault is located in the Tucano Rift in northeastern Brazil, that forms the major

central portion of the Recôncavo-Tucano-Jatobá Rift system, a Late Jurassic to Early Cretaceous

system of continental half-grabens connected to the eastern Brazilian margin (Figure 5.2). The

Recôncavo-Tucano-Jatobá Rift evolved as a failed rift arm during the break-up of Gondwana and

opening of the South Atlantic (e.g., Szatmari et al. 1985, Szatmari et al. 1987, Milani et al. 1988,

Szatmari & Milani 1999), across the boundary between two major provinces of the Brazilian Shield,

the São Francisco Craton and the Borborema Province (Almeida et al. 1981) (see Figure 5.1).

The São Francisco Craton is made up of Archean to Paleoproterozoic crust joined to the

Congo Craton and surrounded by mobile zones during the Neoproterozoic Brasiliano/Pan-African

tectonism that led to the assembly of Gondwana. The Borborema Province, on the contrary, is a fold-

thrust belt with a major strike-slip system generated in the course of the Neoproterozoic

Brasiliano/Pan-African collisions.

The most striking feature of the Tucano Rift is the reversal in the asymmetry along its strike.

In its southern portion, the rift border is located to the east; whereas in its northern portion the master

fault nucleated to the west, and a broad feature named Vaza-Barris Arch separates these two half-

grabens (Figure 5.2). Figure 5.3 shows this change in the asymmetry between these two half-grabens

and the position of the Caritá fault.

As pointed out by Magnavita (1992), the Vaza-Barris Arch interacted in a complex way with

the dextral normal Caritá and the Jeremoabo faults. The NW-trending Caritá fault is over 150 km long

and connects the Central and North Tucano sub-basins (Figure 5.2). The portion of the Tucano Rift

directly to the east of the Caritá fault and to the south of the Jeremoabo fault forms a triangular area

referred to as the Araticum Block, which consists of a relatively shallow basement overlain by Upper

Jurassic pre-rift sediments and a Lower Cretaceous rift sequence (Figure 5.4).


Figure 5.2. Simplified tectonic map to the top of the pre-rift Sergi Formation in the Tucano-Jatobá Rift (modified from Aragão & Peraro, 1994). The main regional features closely associated to the Caritá fault, such as the Vaza-Barris Arch and the Araticum Block are shown. To the east, the Araticum Block is limited by the border fault, whereas to the west and north, respectively, the Caritá and the Jeremoabo faults limit it. The study area lies along the Caritá fault south of Jeremoabo town. Cross-sections illustrating the switch in the asymmetry of half-grabens between the Central and North Tucano Sub-basins (adapted from Magnavita 1992).

Magnavita (1992) inferred that the Caritá fault is an oblique-slip dextral fault. The data

presented in this paper support this sense of displacement and allowed to characterize its transfer

function, since it connects the Central and North Tucano sub-basins. Thus, it can be portrayed as a

transfer fault. Also, we recognized a close kinematic relationship with the Jeremoabo fault, acting in

an integrated way with the Vaza-Barris Arch, and allowing the change in the asymmetry between the

Central and North Tucano sub-basins.

An overall NW-SE extensional direction has been determined for the Recôncavo-Tucano-

Jatobá Rift (e.g., Szatmari et al. 1985, Szatmari et al. 1987, Milani & Davison 1988, Milani et al.

45


1988, Szatmari & Milani 1999). Magnavita (1992) deduced an E-W-oriented extension direction

during Early Neocomian time, and a NW-SE-oriented extension direction during Late

Barremian/Early Aptian time. These works support the overall extensional setting of the rift, with σ1

being vertical. The NW-SE extension direction has also been determined in other Cretaceous rift

basins of northeastern Brazil, such as the Sergipe-Alagoas Basin (Destro 1995), and the Camamu

Basin (Mercio 1996). Since the Tucano Rift has an overall N-S orientation, an oblique rift developed.

Figure 5.3. Bouguer gravity map of the Tucano Rift. Inset map shows location of this figure in the Recôncavo-Tucano-Jatobá Rift. Maximum anomaly is reached in the Cícero Dantas Low. The tight map contour that characterizes the anomaly along the main border faults flips its position from east to west between the Central and north Tucano sub-basins. Contours are in mgal (modified from Milani et al. 1988 and Magnavita 1992).

The activity of the Caritá fault lasted from post-Late Jurassic to Early Aptian time. The

evidences are (see Figure 5.4): (a) syn-rift sediments ranging from Lower Neocomian to Lower Aptian

are deformed by the fault; (b) to the east of Jeremoabo town, sediments of the pre-rift Sergi and

Aliança, and syn-rift Candeias formations are cut by the Caritá fault; (c) to the west of the town, these

sediments and younger sandstones of the Ilhas Group and the São Sebastião Formation are also

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deformed by faulting; (d) Upper Aptian post-rift sediments of the Marizal Formation are not deformed

by the Caritá fault.

Figure 5.4. Geologic map of the Araticum Block (modified from Magnavita & Cupertino 1987, Destro et al. 2003a). See location in Figure 5.2.

5.3. THE CARITÁ FAULT AND ASSOCIATED STRUCTURES

The Caritá fault flips its sense of dip along its strike (Figure 5.2). To the south of Jeremoabo

town, the fault dips about 70o to the west and is characterized by a brittle fault zone which can be

followed for over 50 km until the Adustina border fault, against which it dies out. To the north of

Jeremoabo town, the fault dips eastward and is mostly covered by the post-rift sediments of the

Marizal Formation. The geometry of the Caritá fault zone was determined by combining field

observations with data extracted from aerial photographs, and both detailed and regional geologic and

structural contour maps by other authors (e.g. Aragão & Peraro, 1994).

The Caritá fault is characterized by a deformation zone involving shales of the Lower

Cretaceous Candeias Formation, lithified fine-grained sandstones of the Middle Cretaceous Ilhas

47


Group, and coarse-grained Upper Cretaceous sandstones of the São Sebastião Formation (Figure 5.4).

The deformation zone consists of the Caritá fault itself (Figure 5.5) and associated structures,

including a system of conjugate oblique faults on outcrop scale particularly widespread in the strongly

lithified sandstones (Figure 5.6).

Figure 5.5. Fault zone along the main Caritá Fault cutting sandstones of the São Sebastião Formation. It is about twenty meters wide and extends for hundreds of meters (see locality 1 in figure 5.4).

48


Figure 5.6. Conjugate NS-trending Riedel and NE-trending Anti-Riedel fractures dislocating each other by, respectively, dextral and sinistral movement.

5.3.1. The Caritá fault

NW-trending faults parallel to the Caritá fault occur as deformation bands of millimetric to

centimetric thicknesses locally, these deformation bands join together, thicken to several meters, and

extend for hundreds of meters (Figure 5.5). Discrete fault surfaces, commonly displaying slickenside

striations, are observed internally or at the boundaries of the deformation bands, which are clearly

visible in outcrops due to cataclasis. These faults dip steeply, as shown in the stereogram of Figure

5.7a. The maximum frequency of poles in this stereogram gives an overall orientation of about 330°

for the Caritá fault.

49


Figure 5.7. Equal-area lower-hemisphere synoptic stereograms of poles to (a) NW-, (b) N-S-, (c) NE-, and (d) E-W-trending faults, for the whole area of study. Note that the fault planes of all fault systems dip steeply. (e) Synoptic stereogram of poles to bedding for the whole area. Bedding trend overall NW and dip gently towards SW.

The slickenside striations on NW-trending faults show low rakes (Figures 5.8b and 5.10a). On

outcrops, the sense of movement was deduced from kinematic indicators such as slickenside striations,

offset of bedding surfaces as well as deformation bands, which indicate a dextral sense of shear for the

50


Caritá fault. A slip-linear plot of the striations on these faults is shown in Figure 5.10e, indicating the

dextral movement. Most arrows are parallel to the equatorial circle indicating the predominance of

strike-slip movement. Some arrows pointing to the interior of the stereogram represent high-rake

striations, located on faults with oblique normal displacements (Figure 5.9). We use slip-linear plots

(Marshak and Mitra 1988) because they are useful for representing the kinematics of fault arrays in the

study area.

Figure 5.8. (a) Conjugate NS-trending Riedel and NE-trending Anti-Riedel fractures dislocating each other by both dextral and sinistral movements. (b) Steeply-dipping NW-trending fault surface showing subhorizontal slickenside lineations.

51


As it will be shown later, the Araticum Block containing only the lowermost portion of the rift

sequence, acted as a relatively stable block during the development of the Caritá fault, as was also

already suggested by Destro et al. (2003a) from their study of the Jeremoabo fault. Because offset

markers lack along the Caritá fault, the horizontal displacement cannot be calculated directly.

However, Bueno et al. (1994) calculated an extension of about 3,7 km in the Jatobá basin. Our

kinematic model for the Caritá fault indicates that most of this extension was accomplished by the

Ibimirim fault, which gives a minimum horizontal displacement of about 3,5 km along the Caritá fault.

Figure 5.9. NW-trending fault plane bearing high rake slickenside striations.

5.3.2. Conjugate faults and E-W-trending faults

A system of N-S- and NE-trending conjugate small-scale faults predominates along the Caritá

fault. These faults dip steeply (ca 70°) on outcrops, and occur as conjugate sets of millimetric to

centimetric deformation bands. The discrete fault surfaces are observed internally or at the boundaries

of these bands, which locally join together, thicken to several meters, and extend for hundreds of

meters. N-S- and NE-trending fault sets are equally abundant in the study area, although one of them

may predominate at individual outcrops.

The N-S- and NE-trending faults mutually offset each other, and are systematically and

consistently observed in the whole study area. Acting as unequivocal mesoscopic-scale kinematic

indicators the two fault systems are subvertical and show, respectively, dextral and sinistral senses of

52


displacement (Figures 5.6 and 5.8a). These conjugate faults are shown in the contoured stereograms of

figures 5.7b and c.

Figure 5.10. Equal-area lower-hemisphere synoptic stereograms of slickenside striations to (a) NW-, (b) N-S-, (c) NE-, and (d) E-W- trending faults. Note that steeply dipping slickenside lineation dip both north and southwards. Synoptic slip-linear plots to (e) NW- , (f) N-S-, (g) NE-, and (h) E-W- trending faults. Arrows at high angle to the equatorial circles and pointing to the interior of the stereograms represent steeply dipping slickenside striations indicating oblique normal displacements.

The N-S- and NE-trending faults typically display subhorizontal slickenside striations as

shown in figure 5.8b. Figures 5.10b and c show stereograms plots of slickenside striations for N-S-

and NE-trending faults, respectively. These conjugate faults present low- and high-rake striations,

plunging up to 60° northwards and southwards.

Slip-linear plots of the striations on both dextral and sinistral faults are shown, respectively, in

figures 5.10f and g. These stereograms reproduce the consistent sense of displacements observed in

outcrops. Most arrows are parallel to the equatorial circle indicating the predominance of strike-slip

movement. The arrows pointing inward represent high-rake striations, typical of faults with oblique

normal displacements, and correspond to the high-rake striations.

Because of their orientation, kinematics and relationship to the Caritá fault, we have

interpreted the conjugate sets of faults as Riedel shear fractures genetically related to the dextral Caritá

53


54

fault. In this context, the N-S-trending set represents the synthetic R’ component, whereas the NE-

trending set corresponds to the antithetic R” component.

E-W-trending fault surfaces are also observed in the study area. They are parallel to the

Jeremoabo fault, which is described as a transfer fault by Destro et al. (2003a). Those faults dip

steeply (Figure 5.7d), and show predominantly low-rake slickenside striations (Figure 5.10d). They

show sinistral sense of displacement, as shown in the stereogram in Figure 5.10h. In this figure, one

can see that some of those faults are oblique normal faults, as indicated by arrows pointing inward in

the projection.

Synoptic stereogram of bedding poles (Figure 5.7e) shows that, along the Caritá fault, bedding

trend preferentially northwest and dips gently (ca. 10°) toward southwest, indicating influence of the

fault, that is oriented in the northwest direction and dips southwestward in that segment.

5.4. THE NATURE OF THE CARITÁ FAULT

By applying Aleksandrowski´s (1985) method as described in Goldstein & Marshak (1988),

we have determined the direction of the principal paleostresses for the Caritá fault. Because of their

geometric and kinematic compatibility, we assume that the Caritá fault and the conjugate sets of faults

are genetically related. The results obtained are shown in the diagram of Figure 5.11. The maximum

principal stress (σ1) trends 200° and plunges 05°. The minimum principal stress (σ3) is sub-horizontal

and trends 290°, whereas the intermediate principal stress (σ2) plunges 85° at 20°. The bisectors of the

modal strikes of the conjugate Riedel fractures give the orientations for σ1 and σ3 at about 016° and

286°, respectively, in accordance with the results of the paleostress method. The angle between the

deduced σ1 and the Caritá fault zone (ca 50°) is roughly consistent with a pure strike-slip regime, as

described by Sanderson & Marchini (1984) and Dewey et al. (1998). This is coherent with the

predominance of low-rake striations on the Caritá fault and on the conjugate Riedel shears shown

above. The occurrence of oblique normal faults indicates that local transtension also operated along

the Caritá fault, which is favored by the relative orientation of the fault with respect to the extension

direction.

As shown before, an overall NW-SE extension direction is indicated for the entire Recôncavo-

Tucano-Jatobá Rift system, with σ1 vertical. Since the paleostress analysis carried out here indicates

that σ2 along the Caritá fault was vertical, we argue that the pure strike-slip to oblique normal

movements along the Caritá fault resulted from a local switch between the regional σ1 maximum

principal stress and σ2 intermediate principal stress along the fault, switching from a bulk extensional

far-field stress state (σ1 vertical) for the rift, to a transcurrent near-field stress state (σ2 vertical) along

the Caritá fault.


Figure 5.11. Slip-linear plots for N-S- and NE-trending Riedel fractures. The principal stresses (σ1, σ2 and σ3) were determined by using the Aleksandrowski method as modified by Goldstein & Marshak (1988). The direction of σ1 coincides with the bisector of the acute angle defined by the populations of the two fault systems (dashed line). Convergent and divergent large black arrows: directions of σ1 and σ3 (respectively).

5.5. TECTONIC SIGNIFICANCE OF THE CARITÁ FAULT

A number of authors studied the stress perturbations near major pre-existent fault zones (e.g.

Hudson & Cooling 1988, Rawnsley et al. 1992, Sassi et al. 1993, Petit & Mattauer 1995, Homberg et

al. 1997, Destro et al. 2003a). It is generally admitted that before new faults are formed, an ancient

fault can be reactivated if its orientation with respect to the tectonic stresses is favorable, and if, as is

commonly the case, the resistance on the pre-existing fault is less than the resistance to failure of the

intact material (e.g. Sassi et al. 1993, Dewey et al. 1998). As it can be seen in figure 5.1, the southern

portion of the Caritá fault is a clearly aligned with a discontinuity within the southern portion of the

Sergipana Fold Belt but its northern portion is transversal to the foliation of the Sergipana Fold Belt.

This suggests that the pre-existent weaknesses did not totally control but strongly influenced the

geometry and kinematics of the Caritá Fault.

55


Figure 5.12 shows that the conjugate systems of Riedel fractures for the Caritá and Jeremoabo

faults have the same orientations. The synthetic system for one fault is the antithetic for the other. This

indicates that near-field stress state was the same for both faults, with σ2 vertical.

Figure 5.12. Near-field stress states around the Caritá (CF) and Jeremoabo (JF) faults. The synthetic and antithetic Riedel fractures change position for each fault, but their orientation is the same.

The local transcurrence responsible for the development of the Caritá fault can be viewed as a

consequence of the oblique nature of the Tucano Rift, generated by reactivation of N-S trending São

Francisco Craton and NE-trending Borborema Province structures, in response to an overall NW-SE

extension. Since the rift axis is N-S-oriented, an oblique rift developed (Figure 5.13). In this context,

the E-W trending and north-dipping Jeremoabo fault acted as a restraining domain, giving rise to

transpression along it (Destro et al. 2003a). Figure 5.13 shows that the overall NW-SE-oriented

extension direction is diverted to a NNW-SSE-oriented direction of extension to the north of the

Jeremoabo fault, probably caused by the presence of a pervasive system of NE-trending pre-existing

weak zones in the Borborema Province. In order to accommodate the distinct movements of these

major blocks, transcurrence occurred along the Caritá fault and transpression along the Jeremoabo 56


fault. As deduced above, the local extension direction in the vicinity of the Caritá fault is WNW-ESE.

Other examples of Cretaceous reactivation of pre-existing structures by strike-slip movement have

been recognized in the Borborema Province (e.g., Bedregal 1991, Matos 1992, Françolin et al. 1994,

Destro et al. 1994).

Figure 5.13. Kinematic model for the study area (modified from Magnavita 1992, Destro et al 2003a). Extension direction deduced for the Caritá fault is WNW-ESE, while to the north and south of it, the bulk extension directions are, respectively, NNW-SSE and NW-SE.

57


58

The relative scarcity of normal faults in the footwall of the Araticum Block indicates that

deformation concentrated along the Caritá fault zone and in the hangingwall block; so, the Araticum

Block acted as a relatively stable block during rifting. Destro et al. (2003a) found a high angle

between σ1 and the Jeremoabo fault, consistent with its genesis in a transpressional regime,

concomitantly with the formation of the transcurrent Caritá fault. This supports the interpretations in

our study.

The transfer function of the Caritá fault in the Tucano Rift becomes explicit by the

examination of cross-cutting relationships, which indicates that the Caritá fault was active during

rifting, being synchronous with the major normal faults and other transfer structures of the Tucano

Rift.

The kinematic model proposed by Magnavita (1992) for the Vaza-Barris Arch during rifting

considers the Caritá fault as dextral and the Jeremoabo fault as sinistral, with the two acting

simultaneously. Both our data for the Caritá fault, and the data from the Jeremoabo fault (Destro et al.

2003a) support this interpretation (Figure 5.13). Also, according to Magnavita (1992), we argue that

there is an intimate relationship between the Caritá fault and the tectonic evolution of the Vaza-Barris

Arch and the Jeremoabo fault. On the basis of all this analysis we herein propose, for the first time,

that the Caritá fault is a transfer fault in the sense of Gibbs (1984), and also a type of hard-linked

transfer fault in the sense of Walsh & Watterson (1991), flipping the polarity of the Tucano Rift.

5.6. CONCLUSIONS

The main conclusions of this work are:

(1) The analysis of small-scale Riedel fractures, allied to the deformation of sandstones, provides

evidence for the formation of the Caritá fault during rifting.

(2) The orientation of conjugate small-scale Riedel fractures indicates that the intermediate

principal stress (σ2) was subvertical, and the maximum and minimum principal stresses (σ1 and σ3,

respectively) were sub-horizontal. The regional orientation of the maximum principal stress (σ1) was

200°. The extension direction deduced along the Caritá fault was 290° (σ3 direction).

(3) Offset bedding surfaces together with offset deformation bands, as well as slickenside

striations, clearly show the dextral sense of shear for the Caritá fault.

(4) The dextral sense of movement of the Caritá fault, together with the pattern of conjugate Riedel

shear fractures, indicate that the Caritá fault formed under an overall transcurrent regime.


(5) The time of activity of the Caritá fault is locally constrained from post-Late Jurassic to Early

Aptian, since the entire rift sequence is deformed by the fault. Upper Aptian post-rift sediments are not

deformed by rift faults.

(6) Transcurrence along the Caritá fault derived from oblique rifting strongly controlled by N-S- to

NE-trending pre-existing weak zones controlled, respectively, by basement structures of the São

Francisco Craton and the Borborema Province.

(7) Together with the Jeremoabo sinistral reverse fault and the Vaza-Barris Arch, the Caritá fault

accommodated the polarity inversion between the Central and North Tucano Sub-basins, acting as a

hard-linked transfer fault.

(8) The Caritá and Jeremoabo faults shared common near-field stress state during rifting.

Acknowledgements

This paper is a result of a M.Sc. dissertation by Dabylson V. F. Vasconcellos at the Ouro Preto

Federal University, Brazil. Peter Szatmari made thoughtful reviews and suggestions on a first version

of this manuscript. We thank Petrobras for permission to publish.

59

CAPÍTULO 6 CONCLUSÕES

A arquitetura dos riftes está profundamente estruturada na evolução dinâmica e cinemática das

falhas que a compõem. Em todo o mundo, as falhas são objetos de estudos cada vez mais

aprofundados, em busca de melhor compreensão do seu comportamento, tanto em regimes

distensionais (presente trabalho), como em regimes compressionais. O Rifte do Recôncavo-Tucano-

Jatobá foi, nas últimas décadas do século passado, citado em vários trabalhos e seu estudo é, sem

dúvida, amplamente benéficos para a comunidade geocientífica.

Os resultados obtidos em nossa pesquisa permitem as seguintes conclusões:

o As principais estruturas transversais ao Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá correspondem

às falhas de transferência e de alívio;

o A feição transversal mais marcante do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá, na área da

alternância na assimetria dos semi-grabens das bacias do Tucano Central e Norte, é a falha

de transferência de Caritá;

o A Falha de Caritá, disposta em baixo ângulo com relação à direção da distensão regional

do rifte, conecta-se a duas falhas de borda opostas do mesmo, caracterizando-se como uma

falha de transferência, sendo esta classificação realizada pioneiramente neste trabalho. Isso

é corroborado pelo sentido de movimento dextral da falha, juntamente com a orientação

das fraturas cisalhantes conjugadas de Riedel.

o A orientação das fraturas conjugadas de Riedel, ao longo da Falha de Caritá, indica que a

tensão principal intermediária (σ2) foi subvertical, e as tensões principais máxima (σ1) e

mínima (σ3) foram subhorizontais. A orientação regional da tensão máxima principal (σ1)

foi de 200o. A direção de distensão (σ3) deduzida foi de 290o;

o A Falha de Caritá atuou conjuntamente com outras feições transversais, ou seja, com a

Falha de Jeremoabo e com o Arco de Vaza-Barris;

o As falhas de Caritá e Jeremoabo se formaram concomitantemente sob o mesmo campo de

tensões local;

o Camadas e bandas de deformação deslocadas, assim como estrias de movimento, indicam o

sentido de movimento dextral para a Falha de Caritá;

Vasconcellos, D. V. F., 2003 Falha de transferência de Caritá: significado tectônico ... ...

62

o O caráter transcorrente observado ao longo da Falha de Caritá resultou do rifteamento

oblíquo controlado por zonas de fraqueza preexistentes nas direções N-S e NE, do Craton

São Francisco e da Província da Borborema, respectivamente.

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